惠民凹陷孔店組末端扇沉積及其儲層特征①

張金亮 李德勇 司學強

(1.中國海洋大學海洋地球科學學院 山東青島 266100; 2.北京師范大學資源學院 北京 100875; 3.中國石油杭州地質研究院 杭州 310023)

惠民凹陷孔店組末端扇沉積及其儲層特征①

張金亮1,2李德勇1司學強3

(1.中國海洋大學海洋地球科學學院 山東青島 266100; 2.北京師范大學資源學院 北京 100875; 3.中國石油杭州地質研究院 杭州 310023)

惠民凹陷孔店組為末端扇沉積,中部亞相是其沉積砂體的主體。根據巖芯觀察并結合地震資料,將末端扇中部亞相劃分為分流河道、河道漫溢和泥灘三種沉積微相。孔店組砂巖類型主要為中細粒的長石砂巖和巖屑長石砂巖。末端扇儲層中發生了多種類型的成巖作用,主要的自生礦物包括黏土礦物、碳酸鹽、石英和長石等。孔店組砂巖主要受到埋藏成巖作用的影響,成巖演化階段正處于中成巖A期?？椎杲M末端扇儲層性質受砂體微相和成巖作用的共同控制,發育綠泥石環邊襯墊和塑性組分溶蝕成巖相的分流河道砂體的物性好于發育碳酸鹽膠結和壓實-充填成巖相的河道漫溢砂體。

末端扇 成巖作用 儲層性質 成巖相

隨著國內外學者對河流體系及其伴生沉積研究的深入,形成于干旱氣候條件下河流末端的砂質扇狀堆積體-末端扇越來越多地被認識和接受.ukerji和Friend首次提出了末端扇沉積的概念[1],此后Parkash對末端扇體的巖相和沉積構造進行了詳細的描述,第一次劃分了末端扇的沉積相帶[2],Kelly和Olsen通過總結已有的研究成果構建了末端扇的沉積序列和相模式,將末端扇分為補給水道、分流河道和遠端盆地三個相帶[3]。從此,不同地區的末端扇沉積不斷被發現和應用[4～6],取得了較好的效果。
對于惠民凹陷孔店組沉積相的研究,前人做過很多工作,認為其屬于洪水-漫湖沉積,同時許多學者對該地區的層序劃分和原型盆地恢復進行過一些研究[7～11],但對該地區儲層的研究極其薄弱,其成藏地質條件尚處于推測階段。筆者通過對鉆遇孔店組砂巖的11口取苡井的巖芯描述,結合豐富的地震資料,將孔店組砂巖儲層定為末端扇沉積,并通過鑄體薄片、掃描電鏡、X-射線衍射等多項分析測試方法,對孔店組砂巖巖石學特征、成巖作用和儲層特征進行了分析和研究,旨在揭示優質儲層的分布,為惠民凹陷深層油氣的勘探提供一定理論依據。

1 地質背景

惠民凹陷位于渤海灣盆地濟陽坳陷的西南部,是在中生代裂陷基礎上發育的新生代斷陷盆地,凹陷長軸大致呈NEE走向,面積約6 000 km2,是濟陽坳陷內面積最大的一個次級凹陷,大致可分為中央隆起帶、臨南洼陷、南斜坡、滋鎮洼陷、林樊家凸起及陽信洼陷等幾個次級構造帶。孔店組時期,惠民凹陷開始裂陷,受太平洋板塊斜向俯沖產生的弧后擴張作用影響,盆內沉積主要受夏口斷層的控制,具南斷北超特征,此時,凹陷北部以及夏口斷層以南向魯西隆起的過渡地帶均為緩傾斜坡,古氣候較為干燥,湖盆周邊水系不發達,受當時局限湖泊的控制,水體氧化性較強,孔三段和孔一段棕色及紫色沉積發育普遍,只有在孔二段下部發育了一套暗色泥巖沉積[1]。

2 末端扇沉積作用

末端扇是一種干旱-半干旱環境下發育于河流末端的特殊沉積形式,水流強度不大,沉積物大多暴露在地表,只有少部分遠源溢岸沉積處于湖面以下。由于水體較淺且受到不同程度的氧化作用,導致末端扇沉積物多以中細粒砂巖沉積為主,砂巖中泥質含量高,砂巖顏色以棕色為主,泥巖沉積多為紫紅色或棕色,缺乏暗色泥質沉積物。

2.1 沉積相分析

惠民凹陷孔店組末端扇沉積可劃分為近端亞相、中部亞相及遠端亞相三部分。從區內鉆遇孔店組砂巖的探井取芯看,所見主要為末端扇中部亞相沉積,近端亞相主要發育在凹陷邊緣埕寧隆起和魯西隆起的根部,遠端亞相則主要分布在古穩定水體的周邊。

2.1.1 近端亞相

近端亞相主要由補給河道和河道間沉積物組成。河道砂巖主要為紅色泥巖支撐的中-粗粒砂巖體或含礫砂巖體,間夾粉砂巖,碎屑成分混雜,分選很差,砂體垂向加積作用明顯,河道底部具沖刷,上覆滯留大量的泥礫、泥屑甚至有少量礫石存在;河道間沉積物以厚層淺棕色泥巖夾薄層粉細砂巖為主,層理構造不發育。由于強烈的蒸發作用,河道間沉積物鹽度達到飽和會出現巖鹽沉積,位于商河背斜處的民深1井3 942～4 803 m孔一段中就出現了多層、厚度較大的泥膏巖鹽沉積[12]。由于近端亞相沉積物主要發育在隆起的根部,而這些區域內沒有探井鉆遇孔店組,所以在區內沒有見到明顯的近端沉積現象。

2.1.2 中部亞相

中部亞相是末端扇沉積體系中砂體的主要發育區,多分布在寬緩湖盆的邊緣,巖性為厚層細砂巖和粉砂巖,局部存在中砂巖沉積。在古近紀初期,惠民凹陷夏口斷裂以南地區地勢平坦,末端扇中部亞相沉積分布范圍較廣,同時林商斷裂以北地區,基底斷層向南緩傾,也發育了廣闊的末端扇中部亞相沉積。其可進一步劃分為分流河道、河道漫溢和泥灘三種沉積微相。

末端扇分流河道,可有近源河道和遠源河道兩種形式。根據巖芯觀察,研究區內兩種河道類型均有發育。以盤深3井為例,其距寧津凸起的物源較近,分流河道砂體巖性以棕色中砂巖為主,底部多具明顯的沖刷侵蝕構造(圖1E),并富含棕色的泥礫泥屑,沖刷面之上發育小型的槽狀或低角度交錯層理(圖1B和圖1A),平行層理較發育(圖1D),單砂層厚度在6～ 7 m之間,垂向剖面上會出現多個河道疊置的疊覆沖刷現象(圖2A)。遠源河道在夏23井比較發育,單砂層厚度多小于5 m,河道砂體底部的沖刷面變的不明顯,多為微沖刷,沖刷面之上的槽狀交錯層理不發育,平行層理發育較多,少數為斜層理或低角度交錯層理,豐富的平行層理說明水流是短期的但強度很大,這種徑流模式恰好與現代半干旱地區的典型特征相符。

圖1 孔店組末端扇沉積構造發育特征A.陽10井,低角度交錯層理;B.盤深3井,醋狀交錯層理;C.陽10井,沙緩層理; D.肖6井,平行層理;E.盤深3井,沖刷侵蝕構造;F.陽10井,生物成因構造Fig.1 Depositional structures of terminal fan in Kongdian Formation

河道漫溢是洪水期河道沉積物遭受侵蝕而溢出河岸形成的一種砂質沉積,可細分為近河道漫溢和遠河道漫溢兩種類型。近河道漫溢砂體泥質含量相對較低,以細砂巖為主,單砂層厚度相對較大,一般在2 ～3 m之間,由于沉積物常常被沖刷,因此該微相多以夾層的形式產出,主要為淺棕色泥巖夾薄層粉細砂巖,沉積構造以平行層理和水流沙紋層理為主(圖1D和圖1C),砂巖中富含植物炭屑。遠河道漫溢分布在近河道漫溢砂體的外側,巖性為淺棕色泥巖夾薄層粉砂巖、泥質粉砂巖,泥質含量遠遠高于砂質含量,呈明顯的砂泥互層沉積(圖2C),可見生物潛穴和生物擾動構造(圖1F),單砂層厚度較小,多在1～2 m之間,自然電位曲線常呈指狀,齒化嚴重。

泥灘微相主要發育在末端扇分流河道之間的低洼地區,由存在障礙的較淺洪水延伸沉積而形成,沉積作用以懸浮沉積為主,巖性主要有厚層紫紅色、淺棕色泥巖,在洪水來臨時,會出現漫溢成因的孤立薄層泥質粉砂巖沉積。砂層厚度多小于1 m,微相中透鏡狀層理也較為發育,由小型的(幾厘米)不完全的沙紋透鏡體或者大的波浪透鏡體(20余厘米)所組成(圖2B),嵌于泥巖中,此外還常見生物擾動構造,電阻率曲線多呈中低幅棗核狀,微電極曲線呈鋸齒狀,自然電位曲線呈低平狀。

2.1.3 遠端亞相

遠端亞相位于中部亞相的前方,又稱遠端盆地。由于遠離物源區和弱水動力作用環境的影響,沉積物很細,巖性以灰綠色、淺棕色泥巖為主,只有在特大洪水期,砂質沉積物供給充分,才有少量的泥質薄層砂沉積出現,砂層厚度多在0.2～0.5 m之間(圖2D)。受氧化作用影響,在寬緩的淺湖地帶多形成以鈣質膠結泥質粉砂巖為主的席狀砂質淺灘?？椎杲M沉積時期,穩定水體主要分布在夏口斷層和滋鎮之間的地區及林樊家地區北部,遠端亞相便分布在這些相對深水沉積的周邊部位。

2.2 末端扇的識別與平面分布

2.2.1 末端扇與沖積扇的區別

圖2 孔店組末端扇中部亞相沉積層序特征Fig.2 The depositional sequences of overbank in Kongdian terminal fan

前人對于斷陷湖盆發育的各種砂體進行過詳細研究,但要確定其具體的沉積相類型還需要與實時的斷裂構造演化相結合?？椎杲M時期,夏口斷層控制了惠民凹陷的沉積演化,夏口斷層北部到盤河——商河一帶為此時的沉積和沉降中心。夏口斷層以南地區整體持續隆起,地形寬緩,北部構造則主要受基底斷層的控制,在基底斷層的控制下惠民凹陷西部地層呈現向南緩傾的形態,直至與夏口斷層相交,因此惠民凹陷具備了末端扇發育的基本地質條件,并沒有一般理解的沖積扇沉積體系的存在。本次研究從古地理環境、物源供給和沉積構造等方面分析了末端扇和沖積扇的不同(表1),以期全面透徹把握末端扇沉積。

表1 末端扇和沖積扇的主要識別標志Table1 Recognition marks of term inal fan and alluvial fan

圖3 惠民凹陷孔店組沉積相分布Fig.3 The distribution of depositional facies of Kongdian Formation in Huimin depression

2.2.2 沉積相的平面分布

在湖泊沉積作用理論的指導下,利用豐富的地震資料與有限的取芯井巖芯的對比,繪制了孔店組的沉積相平面圖?？椎瓿跗?氣候干旱,河流攜帶碎屑物質從兩側的魯西隆起和埕寧隆起流出后,由湖泛平原向盆地區推進。水流在推進的過程中能量不斷減弱,因蒸發流量大大減小,同時河流不斷分叉并逐漸向片流轉變,碎屑物質大量沉積,最終在北部的緩傾帶和南部夏口斷層和魯西隆起之間的寬緩斜坡上發育了大面積的末端扇沉積(圖3)。末端扇沉積體在地震剖面上有明顯的反映[13,14],靠近物源隆起的區域多為雜亂充填地震相,可視為近端亞相補給河道的地震反射特征;夏口斷裂以南和臨商斷層以北的區域多發育中(弱)振幅中連續楔狀相,是中部亞相的反射特征;末端扇近端亞相和中部亞相的過渡地帶多為前積相或透鏡狀地震相;強振幅高連續席狀相則佐證了遠端盆地層狀泥質沉積的存在。

3 儲層巖石學與成巖作用

3.1 砂巖巖石學特征

惠民凹陷孔店組砂巖巖性以粉砂巖和細砂巖為主,含少量的中粗砂巖。砂巖粒徑一般分在0.01～ 0.46 mm之間,結構成熟度中等,碎屑顆粒呈次棱角狀,分選中等,顆粒間的接觸關系以點-線接觸為主,膠結類型主要為孔隙-基底膠結。碎屑中石英和燧石含量在20%～68%之間,平均50.71%,長石含量14.1%～45%,平均33.68%,巖屑含量1%～40%,平均15.61%。巖屑主要為變質巖巖屑,部分為中-酸性噴出巖和沉積巖巖屑。按福克砂巖分類[15,16],孔店組砂巖主要為長石砂巖和巖屑長石砂巖,少數為長石巖屑砂巖(圖4)。砂巖X-射線衍射分析結果表明,礦物含量的平均值為:石英55.43%,鉀長石5.83%,斜長石14.88%,方解石10.48%,白云石3%,黃鐵礦1.12%,硬石膏1.75%,黏土礦物7.51%。

圖4 惠民凹陷孔店組砂巖分類圖Fig.4 The triangular plot of Kongdian sandstone types

3.2 不同微相砂體的成巖差異

在沉積相研究的基礎上,利用鑄體薄片、掃描電鏡和X-射線衍射等測試手段,對惠民凹陷孔店組不同微相砂巖的成巖作用進行了對比分析,發現末端扇不同相帶砂巖的成巖特征存在著明顯差異,從而形成主要由一種或兩種成巖作用控制的多條成巖相帶,不同微相帶內的儲層由于成巖相的不同導致了儲滲性能的重大差別。

3.2.1 壓實作用

孔店組砂巖埋深大,成巖演化程度高,在埋藏成巖過程中經歷了強烈的機械壓實和化學壓溶作用,導致碎屑顆粒被壓裂、變形,甚至形成假雜基化,同時多數顆粒間的接觸關系也變為緊密的縫合接觸形態。壓實作用的進行使得大量的原生孔隙被破壞,對儲層性質產生了永恒的,不可逆的影響。壓實作用的強度主要受埋藏深度的影響,而與巖石相帶的關系不大,但是在埋深相近的條件下,壓實作用對末端扇分流河道等結構成熟度較高砂巖儲層的破壞程度要遠遠小于對遠河道漫溢等泥質含量較高儲層的影響。采用Houseknecht方法[17]計算得,孔店組末端扇中部亞相近源河道砂體的壓實作用減孔量為11.94%,遠源河道砂體的壓實減孔量為15.97%,而近、遠河道漫溢砂體的壓實減孔量均超過了20%,由此可知,河道漫溢砂體中壓實作用的強度遠遠高于分流河道砂體(圖5),砂體微相通過控制砂巖巖石結構間接影響了壓實作用的強弱。

圖5 末端扇不同微相砂體壓實及膠結作用減孔三角圖Fig.5 The triangular plot of compactional porosity loss versus cementation porosity loss of terminal fan

3.2.2 膠結作用

惠民凹陷孔店組末端扇儲層中主要的自生礦物有綠泥石和伊利石等黏土礦物以及碳酸鹽、石英、長石等,各種類型成巖礦物的含量變化較大,但趨向于在某個單一微相帶內的砂巖中富集,導致成巖礦物類型在一定程度上存在按砂體相帶分布的特點。

(1)黏土礦物

孔店組砂巖中的黏土礦物主要有綠泥石(Ch)、高嶺石(K)、伊利石(I)和伊-蒙混層(I/S),其在各種類型的砂巖中均有分布,主要見于黏土基質含量較高的分流河道砂體的底部、遠河道漫溢砂體的頂部或泥灘內的粉細砂巖中。黏土礦物由于受到埋藏成巖的影響,各種礦物的結構類型和數量隨著埋藏深度的增加也會逐漸發生變化。

①綠泥石 綠泥石是孔店組砂巖中含量最高的自生黏土礦物,X-射線衍射分析其相對含量為34.6%,特別是在盤深3井的樣品中相對含量更是達到了70%。掃描電鏡下,綠泥石多表現為葉片狀或針葉狀,聚合體常呈玫瑰花瓣狀或絨球狀(圖6A)。研究區綠泥石按產狀可分為孔隙襯墊和孔隙充填兩種類型?？紫兑r墊綠泥石是由放射狀的綠泥石晶體以薄膜或環邊的形式生長在碎屑顆粒表面形成的,環邊厚度一般在5～10μm之間,同時可見到長石溶蝕孔隙被綠泥石薄膜包裹的現象(圖6B),這時的綠泥石襯墊對粒間孔隙以及溶蝕形成的粒內孔隙均起著保護作用?？紫兑r墊綠泥石主要發育于末端扇分流河道砂體中,這些砂體的原始孔滲性較好,而且綠泥石晶體間含有大量的微孔隙,可以允許酸性孔隙流體通過,有利于溶蝕作用對儲層性質的改造[18]。綠泥石黏土膜的存在另一方面抑制了石英的次生加大,對原生粒間孔隙保存也起著積極作用。孔隙充填綠泥石主要形成于骨架顆粒溶蝕之后的較晚期成巖階段(圖6A),常與自生石英伴生(圖6 C、E),其在盤深3井的河道漫溢砂體中非常發育,既占據了孔隙空間又堵塞了喉道(圖6D),使得儲層儲滲性能大大降低。禹9井孔一段綠泥石礦物的電子探針分析,各種氧化物含量為:Na2O 0.78%,MgO 6.52%,Al2O321.59%, SiO233.54%,K2O 0.49%,CaO 0.29%,TiO20.06%, FeO 24.32%,其中鐵含量較高,該種綠泥石可稱為鐵葉綠泥石。該井樣品中見到了火山巖巖屑的溶蝕,可以說其為鐵葉綠泥石的沉淀提供了鐵質來源。

②高嶺石 高嶺石在孔店組末端扇儲層中普遍可見,但含量偏低,相對含量只有7.27%,電鏡下呈四角板狀或不規則的板狀,聚合體常呈書頁狀或蠕蟲狀充填于粒間孔隙內(圖6E、F)?？椎杲M砂巖中的高嶺石晶體受到了不同程度的溶蝕,且有時被伊利石交代,導致高嶺石晶面污濁,晶棱殘缺不整齊(圖6G)。區內的自生高嶺石主要以孔隙充填的形態產出,它的這種產狀收縮了孔隙,同時其集合體遇水破碎堵塞喉道,嚴重影響了儲層的儲集滲濾能力[19]。但是高嶺石晶格間常存在著大量的殘余微孔隙,并沒有完全堵塞孔隙,反而在一定條件下對原生粒間孔隙的保存起著積極作用,同時大量高嶺石的出現多與長石等硅酸鹽礦物的溶蝕有關(圖6H),因此,高嶺石的富集往往意味著儲層的高孔滲性。所以,可明顯看出孔店組中的高嶺石主要分布在末端扇分流河道砂體中,少數出現在遠源河道的底部和河道漫溢砂體中。長石溶蝕為高嶺石的沉淀提供了必要的物質來源,化學反應式可表述如下:

③伊利石 伊利石是本區儲層中常見的一種黏土礦物類型,含量較高,平均相對含量為28.43%。掃描電鏡觀察伊利石多呈絲片狀或卷曲波狀充填孔隙,或以絮狀膜形態披蓋于顆粒表面(圖6F)。波片狀伊利石常在碎屑顆粒間形成黏土橋,分割粒間孔隙,嚴重影響儲層的滲透性;伊利石表膜由于其致密的產狀,對提高儲層性質也沒有太大的意義。伊利石在末端扇各種微相砂體中有廣泛分布,但在遠源河道的底部、河道漫溢和泥灘中特別發育。區內可見伊利石交代高嶺石的現象(圖6G),因此高嶺石的成巖演化是伊利石形成的一個重要來源。在成巖演化中,孔店組砂巖中的伊利石含量是隨著深度增加而逐漸增多的。

④伊-蒙混層 黏土礦物的X-射線衍射分析結果表明,惠民凹陷孔店組砂巖中廣泛存在著伊-蒙混層礦物,伊蒙混層比在20%左右。電鏡中,伊-蒙混層礦物的形態介于蒙脫石和伊利石之間,系由蒙脫石成巖演化而來,多以棉絮狀包膜和孔隙充填物的形式出現(圖7A),常見于末端扇近、遠河道漫溢和泥灘內的粉細砂巖中。

(2)碳酸鹽膠結物

圖6 惠民凹陷孔店組砂巖中自生礦物的掃描電鏡特征(A)粒表綠泥石襯墊、長石溶蝕孔隙內綠泥石的生長及其表面的長石加大現象,盤59井,2 498.95 m;(B)長石被溶蝕成殘骸狀、溶孔被綠泥石包膜包裹,盤深2井,3 063.59 m;(C)石英加大邊包裹自生綠泥石礦物;盤59井,2 498.95 m;(D)孔隙充填綠泥石與石英次生加大,盤深3井,3 572.14 m;(E)粒間孔隙內的書頁狀高嶺石與粒表的自生石英和綠泥石礦物,盤59井,2 498.95 m;(F)蠕蟲狀高嶺石與粒表絮狀伊利石膜,陽10井,2 279.77 m;(G)表面被波片狀伊利石交代污濁的高嶺石,夏30井,3 531.53 m;(H)長石溶蝕現象與高嶺石沉淀,肖6井,2 000.52 m;Fig.6 SEM photomicrographs showing(A)grain-coating chlorite,chlorite in the feldspar dissolved pore and feldspar overgrowth(Well P59,2 498.95m);(B)feldspar dissolution and its chloritecoat(Well Ps2,3 063.59 m);(C)overgrowth quartz and chlorite(Well P59,2 498.95 m);(D)pore-filling chlorite and overgrowth quartz(Well Ps3,3 572.14 m);(E)book-textural kaolinite,authigenic quartz and chlorite on detrital grain(Well P59,3 498.95 m);(F)vermicular kaolinite and illite in the pores(Well Y10,2 279.77 m);(G)kaolinite substituted and vitiated by illite(Well X30,3 351.33 m);(H)dissolved feldspar and kaolinte(Well Xi6, 2 000.52 m)

圖7 惠民凹陷孔店組砂巖中自生礦物的鑄體薄片和掃描電鏡特征(A)粒表棉絮狀的伊-蒙混層礦物和粒間孔隙內的方解石自形晶,陽10井,2 279.77 m;(B)基底膠結方解石及其內部的被交代碎屑殘骸,夏23井,3 148.18 m,鑄體片;(C)粒間孔隙內的方解石,夏30井,3 531.53 m;(D)孔隙內的白云石菱形晶體與粒表的自生石英,夏23井,2 213.41 m; (E)被溶蝕的白云石晶體、石英加大邊與高嶺石生長,夏23井,2 213.41 m;(F)石英的平直加大邊與長石顆粒溶蝕,盤59井,2 498.95 m;(G)粒表的自生石英晶體與粒間孔隙的方解石晶體,陽10井,2 279.77 m;(H)板條狀和粒狀鈉長石晶體,陽10井,2 279.77 mFig.7 Optical and SEM photomicrographs showing(A)flocculent I/S on grains and calcite in intergranular pores(Well Y10,2 279.77 m);(B)basal calcite and detrital wreckage(Well X23,3 148.18 m);(C)calcite crystal in the intergranular pore(Well X30,3 531.53 m);(D)dolomite in pores and authigenic quartz on detrial grains(Well X23,2 213.41 m);(E)dissolution of dolomite and precipitation ofovergrowth quartzand kaolinite(Well X23,2 213.41m);(F)overgrowth quartz and the dissolution of feldspar(Well P59,2 498.95m);(G)authigenic quartz on detrial grains and calcite in the pore(Well Y10,2 279.77 m);(H)lath-shaped and granular albite(Well Y10,2 279.77 m)

碳酸鹽礦物是研究區極為普遍的膠結物,其中最重要的是方解石和白云石,多以填隙物的形式存在。薄片中方解石含量平均4.34%,個別樣品中高達18%,是孔店組砂巖中含量最高的一類膠結物。白云石含量在0.11%～5%之間,平均1.12%。顯微鏡下,常常在砂巖樣品中見到方解石嵌晶狀的基底膠結現象(圖7B),由此看來,區內的方解石膠結物多形成于埋藏作用的早期階段。方解石的這種產狀造成了儲層中孔隙的封閉,導致后期溶蝕作用很難發生,形成了難以改造的致密低滲透層。區內方解石還常常伴有交代碎屑的現象,特別是對斜長石的選擇交代,導致碎屑邊緣呈不規則的鋸齒狀,甚至將整個碎屑顆粒全部交代,只殘留斑點狀的碎屑殘骸(圖7B)。掃描電鏡下,方解石和白云石多呈立方體或菱面體(圖7A、C、D),還見到被溶蝕成不規則狀的白云石晶體(圖7E)。連晶方解石對儲層性質產生著重要影響,主要發育于遠源河道、近河道漫溢和遠河道漫溢砂體中,這些砂體沉積時具有一定的孔隙性又不利于酸性流體的流動,為大量方解石的生成提供了條件。

(3)石英次生加大與自生

石英的加大和自生現象在孔店組儲層中較普遍,薄片統計石英膠結物含量一般0.5%～4.66%,平均2.07%。由于碎屑表面存在著黏土環邊,顯微鏡下常見到不連續的石英加大邊。掃描電鏡中,可見為恢復碎屑面子棱直的規則幾何外形的石英平直加大邊(圖7E、F),同時在石英顆粒表面和次生溶蝕孔中常見到大量晶形完好的自生石英晶體出現(圖7D、G),顯示了晚期成巖作用的特點。碎屑石英的次生加大程度在Ⅱ～Ⅲ級之間。長石的溶蝕和黏土礦物的轉化為石英的沉淀提供了物質來源[20,21]。石英的次生加大現象在幾乎每個樣品中均有發現,但在末端扇分流河道和近河道漫溢砂體中非常明顯。分流河道砂體泥質含量低,孔滲性好,特別有利于石英的再生長;而近河道漫溢砂體雖然泥質含量增高,但壓溶作用增強,石英碎屑的壓溶生長也較強烈。石英次生加大發育的近河道漫溢儲層質量明顯低于分流河道砂體。熒光顯微鏡下,中央隆起帶處盤深2井和臨深1井樣品的石英加大邊和裂紋中見到了次生液態烴包裹體,大小介于5～10μm之間,形態為橢圓形或圓形,均一溫度在75.5～125.5℃之間,主要分布在80～90℃和100～110℃兩個區間內,這說明惠民凹陷應有兩期油氣注入事件發生。

(4)長石加大和自生

長石顆粒的加大和自生現象在本區儲層中并不普遍,薄片中的含量也不高,一般在0.5%～2%之間,平均只有0.93%,僅有部分斜長石具有較為光潔的加大邊(圖6A),經電子探針分析,加大邊的鈉含量較高。掃描電鏡下也可觀察到板條狀或粒狀鈉長石晶體充填孔隙的現象(圖7H)。長石膠結多出現在碎屑長石溶蝕的中細砂巖中,對儲層性質的影響不大。區內斜長石的鈉長石化作用隨深度增加越來越強,且常與鉀長石溶蝕相伴生,這顯然是由鈉長石化作用造成的[22,23],斜長石向鈉長石轉化的反應式為:

3.2.3 溶蝕作用

惠民凹陷孔店組砂巖樣品中常見到長石、火山巖巖屑和黏土基質的溶蝕,碳酸鹽的溶蝕少見。鏡下觀察長石沿解理溶蝕成窗格狀或殘骸狀(圖6B、H),巖屑溶蝕則形成蜂巢狀,由此形成的粒內孔和骨架顆粒溶孔是研究區最重要的次生孔隙類型?？椎杲M砂巖中溶蝕作用產生的次生孔隙量在2%～5%之間,對儲層性質的改善起著積極的作用。溶蝕作用主要發生于地層流體流動暢通的末端扇分流河道和部分近河道漫溢砂體中。

3.3 成巖演化模式

根據孔店組砂巖中自生礦物的種類和形成次序,尤其是黏土礦物的組合類型和伊-蒙混層礦物的轉化以及包裹體的均一溫度、有機質成熟度、古溫度及埋藏史等多項指標,可以確定惠民凹陷孔店組砂巖經歷了早成巖和中成巖期,現在正處于中成巖的A期(圖8)。

惠民凹陷自形成以來,主要經歷了一次大的構造轉型期,即喜山晚期東營運動造成的盆地整體抬升和剝蝕的反轉期,這次構造作用對惠民凹陷孔店組砂巖的成巖演化過程產生了極其重要的影響。本次研究參考前人成果[24],取古地表溫度為15℃,地溫梯度4.4℃/100m,取現今地表溫度14℃,地溫梯度3.5℃/ 100m,并結合孔店組的埋藏史曲線,對其成巖演化過程進行了詳細研究,認為:自開始沉積至東營運動前期,孔店組砂巖主要受漸進埋藏作用影響,其埋藏深度不斷加大,地溫逐漸升高,碎屑巖逐漸進入了中成巖A期。早成巖階段,碎屑顆粒的粒表開始出現較多的黏土薄膜,特別是形成了大量的孔隙襯墊綠泥石包膜,綠泥石襯墊的出現對砂巖中原生粒間孔隙的保存起著積極作用;同時早期的方解石膠結物也逐漸的沉淀析出,并在局部砂巖中形成了致密的基底膠結結構,這種現象在盤深2井孔二段砂巖中非常明顯。進入中成巖的A期,區內沙四上亞段暗色泥巖埋深已超過2 500 m,進入了生烴門限[25～27],局部地區生油巖有機質熱演化釋放出的酸性孔隙水使得孔店組砂巖中長石顆粒被溶解成蜂巢狀或殘骸狀;伊-蒙混層開始大量轉化為伊利石,同時作為孔隙充填物的綠泥石礦物的含量大大增多。需要說明的是東營運動前,惠民凹陷局部埋深較大的地區可能已進入中成巖的B期。東營運動期間,惠民凹陷整體被抬升,但孔店組砂巖并未進入到表生成巖階段。東營運動停止后,惠民凹陷繼續沉降接受充填,孔店組砂巖隨著深度的持續埋深繼續接受埋藏成巖作用,現今已進入中成巖A期。

圖8 惠民凹陷孔店組砂巖成巖演化階段Fig.8 Diagenetic stages of Kongdian Formation in Huimin depression

4 沉積和成巖作用對儲層性質的影響

沉積作用宏觀上控制著砂體的厚度、規模及空間展布,微觀上影響著砂巖碎屑顆粒的大小、填隙物的種類和含量以及巖石結構的好壞等,所以其對儲層的原始性質起著決定性的作用;但儲層在后期漫長的埋藏演化過程中,又必然會遭受各種成巖事件的強烈改造,因此可以說成巖作用是儲層最終形成的關鍵因素。對于同一相帶的儲集層來說,儲層性質是成巖作用強度的函數,相同沉積微相儲層正是由于成巖作用的差異而造就了不同的儲滲性能。

末端扇中部亞相是孔店組儲層的主體,研究中選取中部亞相分流河道、河道漫溢及泥灘微相中的砂巖進行了儲層物性分析。結果可知,沉積物粒度較粗、厚度較大、砂質純凈的河道砂的儲集物性明顯好于各種粒度較細、厚度偏薄且泥質含量較高的河道漫溢和泥灘微相砂巖(表2)。沉積微相通過控制砂巖的巖石結構,而影響著砂巖的孔隙結構,進而決定了儲層性質的好壞。如末端扇分流河道砂巖碎屑顆粒粗大,黏土基質含量少,往往具有較高的儲滲能力;河道漫溢砂巖由于黏土基質含量增高,大大促進了機械壓實作用進行,而且黏土基質的存在抑制了地下流體的流動,特別不利于儲層的改造。末端扇不同微相砂體的物性存在明顯的差別。

表2 惠民凹陷孔店組砂巖沉積微相與儲集物性Table2 Relationship between reservoir m icrofacies and properties in Kongdian sandstones

成巖相是儲層環境和成巖作用的綜合響應,與儲層質量有著密切的聯系。通過成巖相的研究,可以對不同微相砂體中成巖作用影響儲層性質的程度進行評價[28]。在詳細分析發生于末端扇不同微相砂體中主要成巖作用特征的基礎上,研究區劃分出了塑性組分溶蝕、綠泥石環邊襯墊、碳酸鹽膠結、壓實-充填及石英次生加大五種成巖相類型。不同的成巖相類型是末端扇不同微相砂體成巖變化和儲滲性能演化的綜合響應。

(1)塑性組分溶蝕成巖相 以長石、火山巖巖屑、黏土基質及少量的碳酸鹽膠結物溶蝕為特征,是中深部儲層性質改善的必要條件。該成巖相較發育,分布豐度以末端扇分流河道微相砂體為主,次為近河道漫溢微相。這些砂體的原始孔滲性較好,有利于酸性流體的流動,因此易發生溶蝕作用。儲層中發育較多的溶蝕孔隙,常構成高滲透性儲層。

(2)綠泥石環邊襯墊成巖相 碎屑粒表發育大量的綠泥石礦物,形成包裹整個顆粒的黏土薄膜。綠泥石包膜的存在一方面阻礙了壓實作用的進行,限制了石英和長石碎屑的增長,保存了原生粒間孔隙,同時晶間微孔隙可允許酸性流體自由通過,有利于次生溶孔的生成。該成巖相少見,多出現于發生溶蝕的分流河道砂體中,砂體往往具有較好儲集滲透能力。

(3)碳酸鹽膠結成巖相 具此類成巖相的砂巖具有很高的碳酸鹽含量,多由早期連晶狀的孔隙充填方解石基底膠結而成。常常見于末端扇遠源河道、近河道漫溢和遠河道漫溢微相的粉細砂巖中,其特有的嵌晶膠結形式使得儲層變得特別致密。發育該成巖相的儲層孔滲性很差,多為非儲集層。

(4)壓實-充填成巖相 該成巖相發育廣泛,多見于黏土礦物和黏土基質含量較高的泥質砂巖中,主要分布于分流河道的底部、遠河道漫溢以及泥灘微相中。由該類成巖相控制的儲層顆粒細,黏土膠結物等軟組分含量高,強烈的機械壓實作用使原生孔隙大大減少,同時膠結物大量充填孔隙,導致儲層儲集和滲透性能大大降低。

(5)石英次生加大成巖相 砂巖以石英的次生加大膠結為主,缺乏其他類型的膠結物,與石英的強烈壓溶有關?？椎杲M砂巖中石英的次生加大現象多見,但絕大多數未達到成巖相的標準,所以對儲層性質的影響不大。僅見于少數分流河道和近河道漫溢砂體中,與塑性組分溶蝕成巖相和碳酸鹽膠結成巖相有一定的伴生關系,儲層性質不好。

實際上,砂體微相和成巖作用并不是獨立地對儲層性質產生影響,兩者是相輔相成不可分割的。砂體微相通過對砂巖巖石結構的控制,較大程度上影響著儲層埋藏成巖過程中成巖作用的類型和強度,從根本上決定了儲層的原始儲滲性能,所以,惠民凹陷孔店組末端扇優質儲層的分布與沉積微相有著直接的聯系,平面上受控于砂體微相的展布。

5 結論

(1)孔店組沉積時期,惠民凹陷處于盆地的初始裂陷階段,受當時干旱氣候影響,湖盆水系流量驟減,由河流攜帶的來自魯西隆起、寧津凸起和無棣凸起的碎屑物源在位于凹陷寬緩斜坡上的河流尾部形成了分布寬廣的末端扇沉積,沉積物主要為棕色的中細粒砂巖。中部亞相是末端扇沉積砂體的主體,包括分流河道、河道漫溢和泥灘三種沉積微相,主要的層理構造有平行層理、小型槽狀交錯層理、低角度交錯層理及沙紋層理,也常見沖刷侵蝕構造和生物潛穴等生物成因構造。

(2)孔店組砂巖類型主要為中細粒的長石砂巖和巖屑長石砂巖。儲層經歷了壓實作用、膠結作用和溶蝕作用的強烈改造,主要的成巖礦物有綠泥石、伊利石、方解石、石英、長石、高嶺石和伊-蒙混層等。不同的成巖作用類型趨向于在單一微相砂體中強烈發生,并控制儲層形成。壓實作用在雜基含量高砂巖中的強度明顯偏大;黏土膠結作用主要在末端扇分流河道底部、河道漫溢和泥灘微相砂巖中發生,碳酸鹽膠結現象主要見于近、遠河道漫溢砂體;溶蝕作用則在砂巖結構成熟度高的分流河道砂體中常見。

(3)根據埋藏史研究,東營運動前,孔店組主要受到漸進埋藏成巖作用的影響,儲層持續埋深,地溫逐漸升高。儲層經歷早成巖階段后進入了中成巖的A期,局部地區已進入中成巖的B期。東營運動期間,惠民凹陷被整體抬升并逐漸接近地表,盆地遭受剝蝕,但孔店組砂巖并未進入表生成巖環境。隨著東營運動停止,惠民凹陷繼續沉降并接受沉積充填,孔店組砂巖再次進入深埋成巖期,現已進入中成巖A期。

(4)孔店組末端扇儲層性質主要受砂體微相和成巖作用的影響。砂體微相決定了儲層的原始儲滲性能,成巖作用則對儲層的最終形成起著關鍵作用?？椎杲M砂巖中劃分出了塑性組分溶蝕、綠泥石環邊襯墊、碳酸鹽膠結、壓實-充填及石英次生加大五種成巖相類型,成巖相類型是不同微相砂體成巖變化和儲滲性能演化的綜合響應。發育塑性組分溶蝕和綠泥石環邊襯墊成巖相的末端扇分流河道砂體多為較好的油氣儲集層,發育碳酸鹽膠結和壓實-充填成巖相的河道漫溢砂體的物性往往較差?？椎杲M末端扇儲層性能表現為按相帶類型分布的相控特點。

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Deposition and Reservoir Characteristics of Term inal Fan in Kongdian Formation of Huim in Depression

ZHANG Jin-liang1,2LIDe-yong1SIXue-qiang3
(1.College of M arine Geosciences,Ocean University of China,Qingdao Shandong 266100; 2.College of Resource Science and Technology,Beijing Normal University,Beijing 100875; 3.Hangzhou Research Institute of Geology,PetroChina,Hangzhou 310023)

Sedimentary facies of Kongdian sandstones is terminal fan.Middle zone is themain part of the tripartite terminal fan which can be divided into distributary channel,overbank and mudflat according to observation and description of cores combined with the numerous data of seismic.The sandstones type of Kongdian Formation are of finemedium grained arkose and lithic arkose.Terminal fan sandstone has undergonemany types of diagenesis.Authigenic minerals in Kongdian reservoir include clay minerals,carbonate,quartz,feldspar and so on.Based on the study of burial history,the diagenetic stage of Kongdian Formation is in A period ofmesodiagenesis.Reservoir quality of terminal fan in Kongdian Formation ismainly controlled by sandbodymicrofacies and diagenesis.Sedimentary microfacies resolves reservoir's original physical property,while diagenesis dominates final status of sandstone reservoir.There exists five diagenetic lithofacies in Kongdian sandstone,for example plastic composition dissolution lithofacies, chlorite gasket lithofacies,carbonate cementation lithofacies,compaction and filling lithofacies,quartz overgrowth lithofacies and so on.Diagenetic lithofacies is comprehensive reflection of diagenetic change and reservoir evolution of differentmicrofacies sand.Distributary channel sandstone in connection with plastic composition dissolution or chlorite coating lithofacies is usually nice hydrocarbon pay bed,whereas overbank sandstone related with carbonate cementation or compaction and filling lithofacies is often low permeability layer.Terminal fan reservoir shows facies controlled feature.

terminal fan;diagenesis;reservoir quality;diagenetic lithofacies

張金亮 男 1962年出生 教授 博士生導師 石油地質學與儲層沉積學 E-mail:jinliang@bnu.edu.cn

P512.2

A

1000-0550(2011)01-0001-13

①國家“863”高技術研究發展計劃項目(2006AA09Z336)資助;國家科技支撐計劃項目(2006BAC18B05)資助;山東省自然科學基金項目(2009ZRB02103)資助;海洋公益性行業科研專項項目(200805029)資助。

2009-11-05;收修改稿日期:2010-01-15